二维变尺度非线性地震速度成像及阿尼玛卿缝合带东段地壳结构研解读

618 中国科学 D 辑 地球科学 2006, 36 (7): 618~629阿尼玛卿蛇绿岩带OIB 和MORB 的地球化学及空间分布特征: 玛积雪山古洋脊热点构造证据*郭安林①**张国伟① 孙延贵①②郑健康② 刘 晔① 王建其①(① 西北大学地质系 西北大学大陆动力学国家重点实验室 西安 710069; ② 青海省地质调查院, 西宁 810012)摘要 阿尼玛卿蛇绿岩带晚古生代镁铁质火山岩以OIB, E-MORB 和N-MORB 组合为特征. 与世界典型的同类岩石相比, 这些岩石类型总体上表现为较低的Ce/Pb 和Nb/U 值, 少量岩石具有Nb 的亏损和Pb 的富集. OIB 的(La/Yb)N = 5~20, N-MORB 的(La/Yb)N = 0.41~0.5. OIB 显示了典型洋岛玄武岩的不相容元素富集特点, N-MORB 则具明显的亏损性质, E-MORB 介于两者之间. 这些岩石围绕玛积雪山厚度较大的OIB 熔岩和辉长岩向东西两侧呈现过渡关系, 即由德尔尼的N-MORB, OIB 和E-MORB 组合到玛积雪山的OIB 向西又复为布青山的N-MORB, OIB 和E-MORB. 从岩石类型组合和空间分布特征、玛积雪山的岩石厚度并结合OIB 与MORB 地球化学特征及推断的源区交代关系分析, 玛积雪山可能代表了古地幔柱沿洋中脊形成的洋脊热点构造或洋中脊岛, 极类似于今天的冰岛热点构造.关键词 阿尼玛卿蛇绿岩带 OIB, N-MORB 和E-MORB 组合 空间分布 交代作用 玛积雪山洋脊热点构造 地幔柱收稿日期: 2005-10-28; 接受日期: 2006-01-10* 国家自然科学基金项目资助(批准号: 40234041, 40572138) ** E-mail: anlingxb@正常洋中脊玄武岩(N-MORB)、洋岛玄武岩(OIB)以及不相容元素富集的洋中脊玄武岩(E-MORB)在特定环境的共生现象引起了广泛的关注和兴趣. 北大西洋冰岛及其周围地区是这一现象的范例. 这种现象被认为是洋中脊与热点构造(ridge-centered hot-spot)[1]或洋中脊与洋岛(ridge-centered island)[2]或洋中脊与地幔柱的叠置(plume on-ridge)[3]以及两者相互作用(hotspot-ridge interaction 或plume-ridge interac-tion)[4,5]的结果. 洋中脊与热点/洋岛/地幔柱之间的空间叠置关系和物质反应造成了围绕洋中脊-热点构造部位出现地球化学、地形、地壳构造、重力、地震速度和测深的异常变化[1].近年研究表明, 这种现象不仅发育在现代冰岛环境, 而且可以追索至古老大陆造山带代表残余洋壳的蛇绿岩带中. 侯增谦等根据洋岛玄武岩、正常洋中脊玄武岩及其过渡类型的存在及其它们有规律的第7期郭安林等: 阿尼玛卿蛇绿岩带OIB 和MORB 的地球化学及空间分布特征 619空间配置, 提出了三江古特提斯地幔热柱模式用以解释古特提斯洋壳的形成和演化[6,7]. 张本仁在研究秦岭造山带岩浆活动中, 发现自元古代以来北秦岭、南秦岭和扬子板块北缘不同时代的造山带蛇绿岩中发育E-MORB(或T- 和P-MORB)和OIB 并认为它们与地幔柱活动有关[8]. 这些岩石类型与N-MORB 在同一时空环境中共存代表了典型的大洋地壳并暗示了似冰岛构造环境.我们于2003~2004年间进行国家自然科学基金重点项目“西秦岭-松潘构造结形成演化与大陆动力学研究”的研究工作中, 在阿尼玛卿蛇绿岩带不同地段的镁铁质火山岩中鉴别出了OIB 和E-MORB. 它们与共生的N-MORB 一起, 在一般意义上反映了该蛇绿岩是古洋壳残余, 同时又在更深的层次上揭示了这一古洋壳生成的特定的构造环境. 本文试图在前人的工作基础上, 通过岩石地球化学性质特别是微量元素方面的研究、它们的空间分布特征以及OIB 与共生的N-MORB 的成因关系, 探讨它们反映的构造意义和深部地幔动力学机制. 由于现代印度洋与古特提斯洋共享同一地幔[9], 本文将与印度洋有关大洋玄武岩和代表残余古特提斯洋壳的中国三江地区有关岩石进行适当的对比.1 区域地质背景阿尼玛卿蛇绿岩混杂带属于东昆仑南缘蛇绿岩带的东段, 长约400余公里, 宽度在几十－近百公里, 以东宽西窄为特点, 其中蛇绿岩带大约宽3 km. 该带北以东昆南断裂与东昆仑地块为界, 南以长石头山断裂与巴颜喀拉－松潘甘孜地块毗邻. 大地构造位置处于西秦岭和东昆仑造山带与扬子地块之间, 代表了印支期勉略构造缝合带西延的重要组成部分[10] (图1).图1 阿尼玛卿蛇绿岩带及其区域地质简图1. 前寒武纪变质岩;2.晚古生代晚期岛弧火山岩系;3.晚古生代晚期碰撞花岗岩;4.石炭－二叠纪浅海碳酸盐岩;5.二叠纪被动陆缘复理石沉积;6.晚古生代蛇绿岩; 7.平移断层; 8.俯冲带; 9.韧性断层; 10.逆冲断层; 11.推复构造; 12. 早古生代被动陆缘火山－沉积岩系; 13.三叠纪前陆盆地复理石沉积; 14. 第四系; 15.角度不整合界线; ∆: 采样位置620中国科学D辑地球科学第36卷NWW向延伸的阿尼玛卿蛇绿岩带从东向西由德尔尼、玛积雪山、布青山等主要蛇绿岩段组成. 西段布青山蛇绿岩西起东大滩东至托索湖, 该蛇绿岩段含有奥陶纪和早石炭-早二叠世两个时代的蛇绿岩组分[11]. 晚古生代蛇绿岩出露于早古生代蛇绿岩西南侧. 以在总体走向上不连续为特征, 蛇绿岩多以几十米-近百米直径的构造岩片产在石炭纪马尔增组碎屑灰岩与碎屑沉积岩组成的构造岩块中. 构造岩块在走向上以数百米为间隔. 蛇绿岩主要由具有枕状、块状构造的镁铁质熔岩组成, 夹有放射虫硅质岩, 与东段德尔尼蛇绿岩相比, 超镁铁质岩石出露较少. 镁铁质熔岩岩枕大小多在几十厘米左右, 伴有碳酸盐脉穿插和绿帘石化并不同程度遭受绿片岩相变质作用. Bian等在布青山晚古生代蛇绿岩中鉴别出了N-MORB和少量的T-MORB, 并认为它们代表了古特提斯洋盆环境[11].德尔尼蛇绿岩段属于阿尼玛卿蛇绿岩带的东段, 出露于下二叠统碎屑沉积岩与一套元古代达肯大坂群变质表壳岩(大理岩、斜长角闪岩和片岩)之间. 蛇绿岩带北侧与达肯大坂群间发育一条几十米宽的糜棱岩带, 其中穿插有若干条辉长岩和花岗岩脉. 德尔尼蛇绿岩构造岩片主要由强烈的蛇纹石化和碳酸盐化超镁铁质岩石组成, 绿片岩相变镁铁质岩石分布极为零星. 相对于西段的布青山蛇绿岩, 德尔尼蛇绿岩明显地段遭受了较强的后期构造变形改造, 故缺少枕状熔岩. 经研究, 德尔尼蛇绿岩中的变质镁铁质熔岩为N-MORB, 代表了古特提斯洋洋壳残余[12,13].阿尼玛卿蛇绿岩带中段以玛积雪山蛇绿岩为代表. 姜春发等于九十年代早期在玛积雪山发现近千米的镁铁质熔岩[14]. 熔岩为厚层状, 具枕状构造和杏仁、气孔构造, 岩枕多在几十厘米~1米大小. 熔岩中含有超镁铁质岩和辉长岩岩块以及多层硅质岩薄层(5 cm左右). 石炭纪和二叠纪的灰岩块体也以构造岩块的形式产于熔岩中. 岩石地球化学研究表明, 熔岩属于洋岛型玄武岩[14]. 此外, 在玛积雪山的西南侧的千里瓦里马一带产出有近千米厚的玄武质熔岩和似层状辉长岩. 熔岩主要发育在东西向延长露头的西端, 向东过渡为辉长岩. 岩石普遍发生绿片岩相变质作用, 暗色矿物多为绿泥石和绿帘石取代, 局部可见角闪石.前人对阿尼玛卿蛇绿岩带的时代研究反映了该带主体代表了晚古生代生成的洋壳. Bian等在布青山蛇绿岩的硅质岩中鉴定出早石炭世-晚石炭世的硅质放射虫[11]. 陈亮等从德尔尼蛇绿岩带玄武质熔岩中获得(345.3 ± 7.9) Ma的40Ar/39Ar全岩坪年龄[15]. 随后, 张克信等在布青山一带的蛇绿混杂岩中报道了早二叠世硅质放射虫的发现[16]. 杨经绥等于德尔尼蛇绿岩段的玄武质熔岩中测得(308.2 ± 4.9) Ma 的锆石SHRIMP年龄[13]. 从阿尼玛卿蛇绿岩带整体区域构造和时代出发, 并结合玛积雪山镁铁质熔岩与石炭纪和二叠纪地层关系及其中含有大量石炭－二叠纪灰岩块体的特点[14], 可以推测玛积雪山蛇绿岩的时代与东西两段的时代一致.2 样品采集及分析方法本文涉及的21件镁铁质火山岩样品分别采自布青山段、德尔尼段和玛积雪山段. 布青山段的9件样品均采自得力斯坦沟以西, 位于Bian等所确定的晚古生代蛇绿岩(OM2)出露区[11], 样品为枕状熔岩. 德尔尼段的7件样品中的3件采自德尔尼沟内, 其余采自邻近的玛沁-甘德公路西侧. 后者露头属于与石炭纪碳质板岩相混杂的超镁铁质－镁铁质岩石的构造岩块, 露头长约60 m. 玛积雪山的5件玄武质岩石样品采自玛积雪山西南的千里瓦里马一带.岩石样品在粉碎前, 进行了精心的挑选, 剔除了所有肉眼可见的绿帘石和碳酸盐等脉体, 以保障样品不受后期交代作用的影响. 样品的主、微量元素分析均在西北大学大陆动力学教育部重点实验室进行. LOI的分析使用了湿化学方法, 其余主元素的测试使用X射线荧光分析(RIX2100X荧光光谱仪)方法进行. 标样BCR-1和GBW07105的多次测试得到的分析误差小于5%. 微量元素, 包括REE的测试利用ICP-MS (Elan 6100DRC)进行, 测试方法遵循了Runick等描述的技术[17], Rb, Y, Zr, Nb, Hf, Ta和LREE等元素的分析误差小于5%, 而其他元素的误差在5%~15%之间.3 岩石地球化学由上述地质背景可知, 阿尼玛卿蛇绿岩带各段第7期郭安林等: 阿尼玛卿蛇绿岩带OIB 和MORB 的地球化学及空间分布特征 621普遍遭受了绿片岩相区域变质作用. 变质作用对利用微量元素讨论原岩地球化学性质可靠性的影响一直是一个争论不休的问题. 根据Grauch 的详尽研究[18], 不同变质条件下形成的各类变质岩的REE 配分模型与未受变质的原岩一致, 基本排除了变质作用对REE 地球化学性质的影响. 对于Zr, Hf, Nb, Ta 和P 等高场强元素, 它们在变质过程中的非活动性为地质研究实践所认定. 至于U, Th 和Pb 在变质作用中的活动性问题, Moorbath 等认为它们仅在高级变质作用中显示强的活动性[19]. 因此, 在绿片岩相区域变质作用条件下使用这些元素, 包括Nb/U 和Ce/Pb 比值, 讨论原岩地球化学性质和进行相应的环境判别应当是可信的. 事实上, 前人在本区蛇绿岩中不同岩石类型中所进行的地球化学性质讨论、构造环境判别和年龄的测定(Ar/Ar 法)都在一定程度上证明了变质作用的影响是极其有限的[11,13,15].3.1 主元素特征样品的主元素分析列在表 1. 如表所示, 所有镁铁质岩石(不管被判定为OIB 还是MORB －见后)的Mg ＃值(Mg/(Mg+Fe)*100)在57~67之间, 其中玛积雪山玄武质熔岩样品的Mg #值在60至65间, 布青山段样品为54~67, 德尔尼段在57~67, 各段岩石的Mg ＃值并无明显差别. 这些Mg #值显示原始岩浆经历了一定程度的分异作用. 本区玄武岩SiO2介于43.58% ~51.75%之间, Na 2O+K 2O 在2.2%~5.48%范围. 大多数样品在TAS(K 2O+Na 2O －SiO 2)图解被判定为亚碱性玄武岩.3.2 微量元素和REE 特征微量元素和REE 分析结果以及有关比值见表1. 将所有的玄武岩样品投在2Nb-Zr4-Y 图上(图2), 德尔尼的4件样品(AM-1, AM-2, AM-3和AM-4)落入AI+AII 区, 1件布青山样品(AMH-1)和5件玛积雪山玄武质熔岩也投入相同区域, 属板内成因玄武岩, 3件德尔尼和8件布青山玄武质样品均落入正常洋中脊玄武岩区(D 区), 属于N-MORB.以下将分别展示投入板内玄武岩区域和N-MORB 区样品的REE 和微量元素地球化学特征.图2 阿尼玛卿蛇绿岩带各段镁铁质火山岩2Nb-Zr4-Y 图解(据Meschede [20])A: 板内碱性玄武岩/板内拉斑玄武岩; B: 富集型洋中脊玄武岩(P-MORB); C: 板内拉斑玄武岩/火山弧玄武岩; D: 正常洋中脊玄武岩(N-MORB)同时将投入板内玄武岩区域的玛积雪山和阿尼玛卿带的其他两段的样品分开表示.在2Nb-Zr4-Y 图上投入板内玄武岩区域的德尔尼和布青山段的样品在REE 配分模型图解上(图3(a))表现出LREE 富集, HREE 亏损, REE 曲线呈现陡的右倾样式. 样品的(Sm/La)N = 0.3左右, (La/Yb)N = 5~10, 并有较高的REE 总量. 与Sun 等的典型OIB 的REE 模型吻合, 具有OIB 性质, 与中国三江地区的同时代的OIB 比较, 其REE 配分形式相似.上述岩石样品的原始地幔标准化的微量元素相容性蛛网图解(图3(a))显示了不相容元素富集的特点, 具有与典型的OIB 近乎一致的曲线形式. 但是样品普遍表现了Sr 的亏损, 2件分别采自德尔尼和布青山的样品(AMH-1和AM-2)具有较强的Pb 亏损. 样品的Sr 亏损可能反映了岩浆中的斜长石的分离结晶.玛积雪山的5件玄武质熔岩样品REE 配分模型(图4(a))表现了与布青山和德尔尼段的OIB(图3(a))样品相似的REE 曲线形式, 其(La/Yb)N 值在5以上, 个别样品(如MJX-11)高达27, 显示了强的轻重稀土元素分异. 与Sun 等典型的OIB 和三江地区的OIB 相比, 除MJX-11轻稀土曲线部分较陡外, 多数样品具有相似的REE 的配分形式, 显现了OIB 特征. 在微量元素相容性蛛网图上(图4(b)), 玛积雪山样品表现与典型OIB 相似的曲线样式, 具有不相容元素的富622中国科学 D 辑 地球科学第36卷表1 岩石样品主元素及微量元素分析值(主元素: wt%; 微量元素: µg ·g −1)地区 德尔尼玛积雪山 样品 WSA-47 WSA-47-1 WSA-48 AM-1AM-2AM-3AM-4MJX-5MJX-8 MJX-11MJX-18岩石类型NMORB NMORB EMORB OIB OIB OIB OIB OIB OIBOIB OIB SiO 2 50.10 51.07 49.07 43.9944.6545.2545.1549.45 43.58 45.8 48.53 TiO 2 1.28 1.26 1.46 1.99 2.08 2.33 2.12 0.83 2.381.651.02Al 2O 3 14.07 15.04 13.06 16.6815.3116.9416.9613.85 12.88 12.94 13.55 TFe 2O 3 9.87 9.85 16.2011.9212.6310.1711.6310.75 12.91 13.26 12.27MnO 0.16 0.18 0.21 0.30 0.18 0.35 0.36 0.17 0.20.220.18 MgO 7.75 7.79 6.32 6.98 9.37 6.53 6.09 8.19 11.93 11.089.97 CaO11.0710.049.33 7.83 7.11 8.96 8.20 11.23 11.25 9.768.7 Na 2O 2.66 2.64 2.89 3.25 2.30 2.60 3.48 2.63 1.82 2.34 2.71 K 2O 0.03 0.02 0.350.99 1.23 2.13 1.03 0.11 0.38 0.24 0.24 P 2O 5 0.11 0.23 0.12 0.45 0.36 0.55 0.51 0.08 0.53 0.51 0.08 LOI 2.52 2.41 0.83 5.13 4.40 3.72 4.01 2.21 1.79 1.98 2.92 总量99.62 100.53 99.81 99.5199.6099.5399.5499.5 99.65 99.76 100..2Mg#666753 60 66 62 57 60 6463 62 Rb 0.152 0.146 14.41 25.9926.8755.5 24.445.344.263.516.5 Sr 105.3 105.1 133 357 201 212 340 234 327.15 174.32 324 Y 34.6 34.5 39.0 29.0 25.9 30.6 33.3 28.8 26.92 33.09 31.2 Zr 80.5 79.5 73.9 189 155 180 235 174 242.53 149.70 239Nb 0.92 0.92 4.02 58.1 36.6 42.1 68.0 35.3 77.23 37.77 35.6Cs 0.013 0.014 0.403 1.85 0.606 1.31 0.8430.440 0.30 0.28 0.76 Ba 7.60 7.51 100.3 827 555.8610.1438.9484.3 393.16 261.16 267.8La 2.23 2.26 3.90 38.0 25.7 34.0 42.0 30.6 54.86 119.06 31.8 Ce 8.00 8.11 9.64 70.3 51.8 67.9 81.4 78.7 110.68 208.57 64.3 Pr 1.41 1.43 1.42 7.61 5.97 7.87 9.11 10.03 12.64 20.93 8.71 Nd 8.96 8.94 8.03 31.7 26.4 34.3 37.7 38.9 46.58 66.67 44.4 Sm 3.40 3.38 2.96 6.24 5.70 7.09 7.52 6.47 8.64 10.71 7.35 Eu 1.25 1.24 1.07 2.02 1.84 2.29 2.38 2.14 2.70 3.25 1.98 Gd 4.10 4.09 3.87 6.13 5.51 6.86 7.18 5.88 6.77 8.39 7.64 Tb 0.83 0.83 0.84 0.89 0.85 1.01 1.05 1.21 1.04 1.30 0.97 Dy 5.42 5.40 5.85 4.92 4.68 5.51 5.78 4.78 5.21 6.63 5.09 Ho 1.23 1.24 1.41 1.01 0.93 1.09 1.16 1.08 0.94 1.25 1.11 Er 3.22 3.22 3.91 2.61 2.36 2.73 3.04 2.43 2.34 3.24 2.74 Tm 0.51 0.51 0.65 0.39 0.35 0.40 0.46 0.47 0.30 0.45 0.44 Yb 3.36 3.36 4.52 2.54 2.24 2.51 2.99 2.28 1.88 2.89 2.65 Lu 0.53 0.53 0.74 0.41 0.35 0.39 0.47 0.36 0.27 0.44 0.45 Hf 2.36 2.33 2.21 4.07 3.79 4.28 5.26 3.81 4.76 3.40 5.24 Ta 0.11 0.11 0.31 3.51 2.22 2.55 4.06 2.23 4.28 2.02 2.88 Pb 0.758 0.612 0.593 5.16 1.81 3.21 3.70 2.87 4.69 3.02 5.79 Th0.0870.0860.54 6.53 3.19 4.05 6.32 3.77 6.30 17.421.39 U 0.043 0.042 0.134 1.44 0.73 1.43 1.27 1.73 1.72 4.641.68Nb/U 21.40 21.76 29.97 40.2150.0129.3853.5420.40 44.90 8.10 21.20 Ce/Pb 10.55 13.25 16.26 13.6128.5421.1322.0127.40 23.60 69.10 11.12Zr/Nb 87.43 86.70 18.39 3.26 4.23 4.27 3.45 4.93 3.14 3.96 6.70 Ba/La 3.40 29.05 25.72 21.7921.6117.9610.4515.80 7.17 2.19 8.42La/Nb 2.43 2.46 0.97 0.65 0.70 0.81 0.62 0.87 0.713.15 0.89 Ba/Nb 8.26 8.19 24.96 14.2515.1814.506.45 13.70 5.09 6.917.52(Sm/La)N 2.24 2.38 1.20 0.26 0.35 0.33 0.28 0.33 0.24 0.14 0.37 (Sm/Yb)N 1.09 1.08 0.70 2.64 2.73 3.03 2.70 3.04 4.94 3.982.98 (La/Yb)N 0.450.450.58 10.117.75 9.15 9.49 9.07 19.71 27.838.11第7期郭安林等: 阿尼玛卿蛇绿岩带OIB 和MORB 的地球化学及空间分布特征 623表1(续)玛积雪山布青山地区 样品 MJX-20 AMH-1BQ5 BQ6 BQ7 BQ8 BQ9 BQ10 BQ11 BQ12岩石类型OIB OIB NMORB NMORBNMORBNMORBNMORBNMORB NMORBNMORBSiO 2 50.5551.24 46.65 45.27 46.67 50.28 47.59 49.30 48.48 47.59 TiO 2 0.77 3.23 1.43 1.34 1.58 1.44 1.38 1.42 1.44 1.32 Al 2O 3 13.7513.18 15.86 15.15 17.18 15.70 16.00 15.76 15.75 15.60 TFe 2O 311.06 12.36 10.88 10.32 11.94 10.80 10.62 11.08 10.57 10.57 MnO 0.18 0.16 0.16 0.17 0.15 0.15 0.12 0.17 0.16 0.15 MgO 8.8 6.78 8.21 7.19 9.19 6.49 6.42 6.93 8.67 6.89 CaO 8.81 6.05 7.92 12.29 3.85 6.88 6.97 7.39 7.48 7.85 Na2O 3.5 3.25 4.06 3.23 5.01 5.42 4.94 4.92 4.28 5.13 K2O 0.16 0.71 0.05 0.03 0.07 0.06 0.04 0.31 0.06 0.05 P 2O 5 0.07 0.52 0.11 0.11 0.10 0.11 0.11 0.12 0.11 0.11 LOI 2.39 2.94 4.79 4.46 4.65 3.04 6.23 2.91 3.45 4.45 总量100.04 100.42 100.12 99.56 100.39 100.37 100.42 100.31 100.45 99.71 Mg# 61 60 65 57 61 60 54 56 67 56 Rb 3.19 10.41 1.13 0.67 1.80 1.62 1.11 9.68 1.42 1.21 Sr 284.62 148 176 184 103.9 225 240 160 261 242 Y 27.80 53.7 37.3 37.3 36.1 37.1 35.6 38.1 37.2 35.8 Zr 178.00 365 89.5 87.6 94.3 90.1 85.7 89.2 89.6 84.4 Nb 45.25 32.1 1.24 1.29 1.31 1.24 1.16 1.72 1.23 1.14 Cs 0.53 0.535 0.656 0.216 0.420 0.856 0.201 0.91 0.134 0.199 Ba 545.78 194.2 31.94 34.11 25.61 72.52 30.62 59.70 35.79 30.33 La 44.90 26.3 2.35 2.38 2.28 2.11 2.29 2.51 2.31 2.29 Ce 78.46 59.6 8.30 8.33 8.71 7.56 8.02 8.33 8.26 7.98 Pr 10.34 7.97 1.49 1.49 1.50 1.38 1.43 1.45 1.47 1.42 Nd 35.67 38.5 9.04 8.98 9.09 8.57 8.67 8.76 9.03 8.67 Sm 8.39 10.2 3.38 3.31 3.47 3.27 3.19 3.29 3.33 3.21 Eu 2.39 3.02 1.14 1.15 1.01 1.07 1.12 1.15 1.07 1.10 Gd 6.69 10.12 4.05 4.00 4.15 3.89 3.90 3.97 4.02 3.78 Tb 1.08 1.68 0.84 0.82 0.85 0.82 0.79 0.83 0.82 0.77 Dy 5.54 9.1 5.43 5.35 5.61 5.39 5.24 5.38 5.34 5.02 Ho 1.10 1.74 1.21 1.18 1.24 1.19 1.16 1.21 1.20 1.11 Er 2.14 4.14 3.19 3.18 3.28 3.21 3.02 3.18 3.14 2.91 Tm 0.34 0.59 0.52 0.52 0.53 0.51 0.49 0.52 0.50 0.46 Yb 2.29 3.74 3.50 3.39 3.52 3.46 3.26 3.48 3.31 3.12 Lu 0.37 0.56 0.57 0.54 0.55 0.55 0.52 0.54 0.53 0.48 Hf 4.35 7.88 2.47 2.32 2.59 2.46 2.30 2.41 2.39 2.19 Ta 2.34 1.98 0.10 0.11 0.10 0.11 0.10 0.13 0.10 0.09 Pb 3.15 1.15 0.700 0.89 0.550 0.758 0.95 0.824 0.601 0.91 Th 6.18 2.86 0.102 0.125 0.092 0.110 0.075 0.213 0.092 0.075 U1.45 0.88 0.074 0.061 0.150 0.205 0.058 0.098 0.045 0.059Nb/U 29.30 36.51 16.75 21.17 8.73 6.07 20.11 17.47 27.32 19.48 Ce/Pb 24.91 51.90 11.86 9.40 15.84 9.97 8.41 10.11 13.75 8.82 Zr/Nb 3.93 11.37 72.41 67.70 71.76 72.38 73.89 51.92 72.90 73.86 Ba/La 12.16 7.37 13.61 14.34 11.25 34.43 13.35 23.79 15.51 13.25 La/Nb 0.99 0.82 1.90 1.84 1.73 1.69 1.98 1.46 1.88 2.00 Ba/Nb 12.06 6.04 25.84 26.37 19.50 58.27 26.41 34.73 29.13 26.53 (Sm/La)N0.30 0.62 2.29 2.21 2.42 2.46 2.21 2.08 2.29 2.23 (Sm/Yb)N3.93 2.93 1.04 1.05 1.06 1.01 1.05 1.01 1.08 1.10 (La/Yb)N 13.254.75 0.45 1.05 0.44 0.41 0.47 0.49 0.47 0.50624中国科学 D 辑 地球科学第36卷图3(a) 球粒陨石标准化的德尔尼和布青山段板内玄武岩REE 配分模型. (b) 原始地幔标准化的德尔尼和布青山段板内玄武岩微量元素不相容性蛛网图(典型OIB 和三江OIB 数据分别引自Sun 等[21] 和侯增谦等[7]图4(a) 球粒陨石标准化的玛积雪山板内玄武岩样品的REE 配分模型; (b) 原始地幔标准化的玛积雪山板内玄武岩微量元素不相容性蛛网图(典型OIB 和三江OIB 数据[7,21])集. 此外, 与布青山和德尔尼段的样品相似, 玛积雪山样品也普遍表现了一定程度Sr 的亏损.在2Nb-Zr4-Y 图上判定为N-MORB 的样品(德尔尼段和布青山段)表现了典型的该类岩石的REE 配分模型, 它们具有HREE 平坦和LREE 强烈亏损的左倾REE 曲线形式(图5(a)), 大多数样品的(Sm/La)N > 2, (La/Yb)N = 0.41~0.5. 与典型的N-MORB 和三江地区同类岩石相比, 本区岩石的REE 总量较高. 图5(a)中, 样品WSA-48显示了与大多数N-MORB 样品不同的REE 配分模型, 它具有相对较缓的左倾曲线和较高的REE 含量.在原始地幔标准化的元素相容性蛛网图解上(图5(b)), 本区的N-MORB 具有典型的不相容元素亏损的特点. 除Sr 略显富集外, 具有与典型的N-MORB 相似的元素分布样式. 此外, 尽管样品WSA-48在REE 配分模型中具有类似N-MORB 的性质(图5(a)), 但在图5(b)中表现了与典型E-MORB 相似的分布样式. 因此, 它很可能属于E-MORB. 这一判别与在2Nb-Zr4-Y 图上(图2)样品WAS-48投入D 区的结果相悖, 不过在2Nb-Zr4-Y 图上还是可以注意到它的投第7期郭安林等: 阿尼玛卿蛇绿岩带OIB 和MORB 的地球化学及空间分布特征 625图5(a) 球粒陨石标准化的MORB REE 配分模型. (b) 原始地幔标准化的MORB 元素不相容性蛛网图(标准化值采用Sun 等的原始地幔值[21]; 典型N-MORB 和E-MORB 数据引自[21]; 三江N-MORB 数据引自[9])点靠近B 区(富集型的洋中脊玄武岩区), 显示了亲E-MORB 的性质.Nb/U 和Ce/Pb 比值被认为是研究大洋玄武岩(包括MORB 和OIB)和探讨其源区的地球化学性质敏感而有效的示踪工具[22~25]. 本区蛇绿岩中OIB 的Nb/U 值范围在8~50间, 相对Hafmann 在研究MORB 和OIB 成因关系确定的值(47)和南印度洋洋脊热点构造Kerguelen OIB 的相应值(43)[21,24], 多数OIB 样品 Nb/U 值偏小. 除样品AMH-1 的Ce/Pb 值高至52外, 多数样品Ce/Pb 值在11~28之间并高于Kerguelen OIB 的相应值(15)[21]. 但相对Hofmann 上述研究中所给出的值(25)[24], 多数样品Ce/Pb 值依然较低.本区10件N-MORB 样品的 Nb/U 和Ce/Pb 比值分别在6~30(多数样品在20左右)和11~16之间. 与Sun 所给相应值(50)和(25)以及印度洋的Central In-dian 和Carlsburg Ridge 的N-MORB 相应值(44~50; 19~23)相比[21,23], 本区N-MORB 普遍较低.惟一一件E-MORB 样品WSA-48的Nb/U=30, Ce/Pb=16, 低于典型E-MORB 相应值(46, 25)[21]. 总的来说, 本区的玄武质火山岩与典型的同类岩石相比, 表现了较低的Nb/U 和Ce/Pb 值.本区MORB 的Nb/U 和Ce/Pb 值与三江地区的对比, 主要利用了Xu 等的双沟N-MORB 数据[9]. 对比结果表明, 本区的同类岩石的Nb/U 值与双沟(17)相似, Ce/Pb 值略低于双沟(20). 由于缺少三江地区的OIB 相应数值, 无法进行相关对比.4 讨论: 玛积雪山洋脊热点构造上述的岩石地球化学特征表明阿尼玛卿蛇绿岩镁铁质岩石以N-MORB, OIB 和E-MORB 为特征. 首先, 这些岩石类型组合在一般意义上构成了代表古特提斯洋盆分支的阿尼玛卿洋洋壳残余. 其次, 它们在本区特有的空间组合和分布, 在更深的层次上揭示了这一古洋壳产生的环境属于似冰岛洋脊热点构造.4.1 岩石类型组合和空间分布的意义阿尼玛卿带东段的德尔尼蛇绿岩段, 表现为N-MORB-OIB-E-MORB 的组合. 中段玛积雪山的镁铁质熔岩以OIB 为主体. 本项研究中, 在布青山一带所采样品中有1件样品属于OIB. 根据Bian 等的研究, 布青山区段发现少量样品具有T-MORB 性质[11]. 同时, 侯光久等认为布青山得里斯坦沟的岩石为P-MORB [26]. 此外, 我们注意到Bian 等的布青山晚古生带玄武岩样品中, 除认定的T-MORB 样品以外, 还有个别样品(如DL99-51)表现了Pb 的相对富集和Nb 的亏损, 可能仍然属于富集型的MORB. 因此, 类似于德尔尼段, 布青山蛇绿岩段亦具有N-MORB-OIB- E(T-, P-)-MORB 的组合.从上述东、中和西三段的岩石组合不难看出, 阿尼玛卿带镁铁质火山岩在纵向上构成了以玛积雪山626中国科学 D 辑 地球科学第36卷为核心向东西两侧过渡变化的图景. 即由玛积雪山的OIB 为主向西变化为布青山的以N-MORB 为主加OIB 和E-MORB, 向东过渡为德尔尼的N-MORB, OIB 和E-MORB 岩石组合(图6). 这一镁铁质火山岩类型的空间分布样式极其类似于现今北大西洋冰岛热点构造, 而玛积雪山代表了这一热点构造的中心位置, 即洋岛位置. 冰岛火山岩的分布是以冰岛本岛的OIB 为中心向周围但主要沿南北向洋中脊渐次过渡为N-MORB [27,28]. 冰岛的热点构造反映了其下地幔柱的活动[27~30], 上升的地幔柱与洋中脊的叠加形成所谓的洋中脊岛(on-ridge island)[28]. 同时, 由于两者岩浆物质源区的迥异以及相互的反应和混染导致了不同的地球化学类型的玄武岩产生[27,31], 这些玄武岩围绕热点位置在空间有规律的分布.冰岛热点构造不仅表现了沿洋中脊出现的地球化学异常及不同镁铁质火山岩类型特征的空间分布, 而且造成了地壳厚度加大和相应的地球物理场的变化, 表现为地形上的高度隆起[1]. 对比冰岛热点构造, 处于蛇绿岩带中的玛积雪山古热点构造, 已无法看到现代冰岛特有的地形地貌和相应的地球物理特征. 但是, 在整个阿尼玛卿带内仅见于玛积雪山地区的数千米厚的玄武质熔岩和辉长岩, 可能代表了形成于洋中脊环境之上的玛积雪山洋岛. 由于地壳厚度较大, 玛积雪山洋岛在俯冲过程中要较普通的由MORB 构成的相对较薄洋壳困难得多, 而最终易于在蛇绿岩带中得以残留.4.2 MORB 和OIB 的成因关系如果仅仅考虑岩石类型组合及其空间分布关系, 那么大洋板内洋岛与其周围MORB 洋壳也可能构成现今观察到的阿尼玛卿蛇绿岩带岩石类型及其分布图象. 但是, 需要强调的是, 以玛积雪山为中心岩石类型向东西两侧的过渡性变化反映了地幔柱物质与上地幔MORB 源区交代反应的成因关系, 正是这种内在的地球化学成因关系造就了特有的岩石类型组合和空间分布.上述的岩石地球化学分析结果表明, 相对世界典型的同类岩石, 本区OIB 的Nb/U 和Ce/Pb 值分布范围大并且总体较低. 低的Nb/U 和Ce/Pb 值是陆壳混染的指示剂, 并且反映在EM 型的OIB 中[23]. 结合本区OIB 微量元素含量变化较大以及一些OIB 样品Nb 和Sr 的亏损特点, 推测OIB 源区可能有陆壳物质以俯冲的大洋沉积物方式的加入, 属于EM 型[5,24,32]. 另外, 阿尼玛卿带中的N-MORB 亦具有低的且分散的Nb/U 和Ce/Pb 值, 最近在柴北缘构造带与南祁连间晚古生代宗务隆构造带的MORB 中也得到相似的图6 阿尼玛卿蛇绿岩带不同类型镁铁质岩石围绕玛积雪山OIB 分布示意图(蛇绿岩各段岩层厚度参考文献[11,13,14])第7期郭安林等: 阿尼玛卿蛇绿岩带OIB和MORB的地球化学及空间分布特征627数值(Nb/U=22, Ce/Pb=15, 另文讨论), 这些值与本区OIB较为相似. 因此, 低的Nb/U和Ce/Pb值似乎是本区晚古生代大洋玄武岩(OIB和MORB)的区域性特征. Hafmann在研究MORB和OIB的Nb/U和Ce/Pb值意义时指出, 它们是OIB中陆壳组分存在的良好示踪剂. 同时这些值在OIB和MORB中的相似性又建立起两者间的成因联系[33]. Rehkamper等发现印度洋Central Indian和Carlsburg Ridge的MORB具有低的Nb/U和Ce/Pb以及高87Sr/86Sr比值, 认为这些比值代表了导致上地幔MORB源区陆壳混染的富集端员的特征[23,28]. 根据本区OIB与MORB Nb/U和Ce/Pb值的相似性以及它们野外关系(见下述), 这一富集端员可能就是OIB. MORB源区或多或少地受到了来自EM型源区OIB成分的交代混染, 形成E-MORB和具有上述地球化学特征的N-MORB. 较典型的OIB和MORB更低的Nb/U和Ce/Pb值可能进一步表明了本区OIB源区含有更多的陆壳组分.Bian等通过Sr和Pb 同位素成分研究推断本区的玄武岩岩浆源区属于DMM和EMII端员混合成因[11]. 从Bian等的研究中, 可以看出布青山晚古生代MORB的87Sr/86Sr值(0.7054~0.7081)远远大于印度洋MORB的相应值(0.7025~0.7031)[23], 并且具有与印度洋地幔柱(206Pb/204Pb≥18)相似的206Pb/204Pb. 这与本文MORB低的Nb/U和Ce/Pb值一致地提供了陆壳成分(通过EMII组分)参与MORB地幔源区的信息. 同时表明在判断岩浆源区混染作用方面, Nb/U和Ce/Pb 值是Sr, Pb同位素的最佳补充. 尽管Bian等没有发现OIB并讨论其与EMII组分的关系. 但是, 考虑本研究中OIB与MORB相似的Nb/U和Ce/Pb值以及它们的野外关系, 我们推断本区的OIB可能代表了EMII组分(有待同位素研究的进一步证实). 而前人报道的P-MORB和T-MORB以及本研究在德尔尼段所发现的E-MORB可能均属于EMII与DMM端员的混合产物. 同时, 本区N-MORB的Sr和Pb同位素地球化学特征以及Nb/U和Ce/Pb值也都表明了这一交代混染作用的存在.鉴于古特提斯洋域与现今印度洋空间位置具有可比性并共享同－Dupal异常的大洋玄武岩源区[9], EM型源区仅存在于以印度洋为中心的南半球, 以及现今印度洋MORB地幔源区有少量远洋沉积物加入的认识同样支持本区存在以OIB为代表EM型源区和混合成因的MORB源区的可能性[23,24]. 来自以OIB为代表EM型源区的地幔柱物质上涌并与亏损上地幔MORB源区发生交代作用, 最终形成冰岛式的岩石类型组合及特有的空间分布.这一交代混染作用一般认为发生在岩石圈底部软流圈内, 即MORB源区. 地幔柱挟带EM型物质上升, 在岩石圈底部沿一定的通道对上地幔物质进行交代, 形成不相容元素富集程度不等的各类MORB 的源区[4,28]. 本区岩石的野外产状关系为OIB物质对MORB的交代混染提供了证据. 在野外露头尺度上, 阿尼玛卿蛇绿岩带内的N-MORB, OIB和E-MORB之间并无明确的构造或者岩性界线, 不同的岩石类型可以出现在不同的露头上, 也可以存在于同一露头(例如WSA-48与WSA-47, AMH-1和BQ-5). 因此, 一方面不能排除不同露头的不同岩石类型可能是构造混杂的结果(即就是如此, 根据它们的地球化学特征, 这种构造混杂仍属于小尺度的、具成因联系的岩石块体的混杂). 另一方面, 同一露头上的不同岩石类型的共存说明了源区可能经历的不均一交代作用. 而在整个蛇绿岩带尺度上, 前述的蛇绿岩段岩石组合以及与玛积雪山OIB的过渡关系是难以在板内形成的洋岛与其周围的洋壳间观察到的. 尽管后者可能会有类似的岩石组合及空间排布, 但缺乏成因上的交代关系, 因而表现为不同尺度露头上的非过渡性关系.4.3 与中国三江地区的对比通过前述与三江地区的对比, 可以看出本区OIB 和MORB具有与三江地区同类岩石相似的REE和微量元素地球化学特征. 在Nb/U和Ce/Pb值方面, 本区N-MORB与双沟N-MORB具有可比性. 这些相似性表明三江地区与本区的晚古生代洋壳可能具有相同的岩浆物质来源, 包括N-MORB所代表亏损的上地幔源区和OIB可能代表的地幔柱以及后者对前者的交代混染作用[7]. 两地区N-MORB较低的Nb/U和Ce/Pb值则一致地反映了EM组分对古特提斯洋洋壳物质源区的影响. 而金沙江地区E-MORB的存在和。

利用双差成像方法反演青藏高原东北缘及其邻区地壳速度结构肖卓;高原【期刊名称】《地球物理学报》【年(卷),期】2017(060)006【摘要】利用区域尺度双差层析成像方法,使用2009年1月至2017年2月的近震资料,对青藏高原东北缘及其邻区内记录到的地震事件进行震源位置和三维速度结构的联合反演.重新定位后震源空间位置得到明显改善,浅层的地震波速与地形和沉积层厚度对应较好,研究区地震主要发生在河西走廊过渡带的低泊松比区域.本文将研究区分为五个区域并分别对其层析成像结果进行了讨论,结果显示研究区不同地块之间地壳结构变化明显,地壳物质整体呈酸性,青藏高原东北缘地壳增厚可能主要发生在中下地壳.%We applied the double difference tomography method to relocate seismic events and invert crustal velocity structure of the northeastern Tibetan plateau using seismic data from January 2009 to Febrary 2017.The spatial distribution of the events is improved greatly after relocation.Tomography results show that velocity structure at shallow depth coincides well with topography and sedimentarythickness.Earthquakes mainly occur in the Hexi Corridor transition zone after relocation,which is a relatively low Poisson's ratio zone between the Alxa block and Qilian orogen.The research area is divided into five parts,which are discussed separately to show the lateral variation of velocity structure.Our results indicate an overall acid crust beneath thenortheastern Tibetan plateau and crustal thickening in this region mainly occurs in the mid-lower crust.【总页数】13页(P2213-2225)【作者】肖卓;高原【作者单位】中国地震局地球物理研究所,北京 100081;中国地震局地震预测研究所(地震预测重点研究室),北京 100036;中国地震局地震预测研究所(地震预测重点研究室),北京 100036【正文语种】中文【中图分类】P315【相关文献】1.利用双差层析成像方法反演青藏高原东南缘地壳速度结构 [J], 刘伟;吴庆举;张风雪2.利用背景噪声成像技术反演陕西及邻区地壳剪切波速度结构 [J], FENG Hongwu;YAN Wenhua;GUO Yingxia;YAN Shan;WANG Weiping;LIN Zhuo3.利用背景噪声成像技术反演陕西及邻区地壳剪切波速度结构 [J], 冯红武; 颜文华; 郭瑛霞; 严珊; 王卫平; 林卓4.利用背景噪声层析成像方法反演新疆天山及邻区S波速度结构 [J], 孔祥艳;吴建平;刘靖5.利用背景噪声层析成像方法反演新疆天山及邻区S波速度结构 [J], 孔祥艳;吴建平;刘靖因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。

二维地震资料解释技术在寿阳勘探区中的综合应用【摘要】本文根据寿阳勘探区项目施工后和数据资料处理后的时间剖面，进行了二维地震勘探资料解释，现将在寿阳煤层气勘探项目解释中，如何综合应用二维地震资料解释技术得到了较为准确的解释成果，做个总结归纳。

文中主要体现了资料处理完成后，通过SUN工作站上的geoframe软件加载时间剖面，将钻孔岩心数据及测井数据合成记录利用在层位对比中。

通过煤层追踪解释中速度谱的应用、以及断点拾取中如何排除假象断点和二维地震剖面上断点组合断层技术的应用，特别是采用属性体对构造的印证和煤层气储层结构模型反演对煤层气评价等技术的综合运用。

从中总结设计出了一套较为完整、较高准确性的山西寿阳地域地质条件下的二维地震勘探解释技术。

【关键词】二维；地震勘探；解释；技术0 引言鉴于目前国内勘探市场，由于考虑成本因素、工期因素和地理施工难度因素，往往需要对一些项目采用二维地震勘探方法，为了克服传统意义上的二维地震勘探资料解释精度不高不足，针对寿阳勘探区区域特点和二维地震时间剖面特点，探索性地应用了多种二维地震勘探资料解释技术，希望能在剖面和平面上对该区的地质构造做出尽可能准确解释。

创新点是增加了包括属性体解释在内的一系列特殊解释技术，和建立煤层气储层结构的地球物理响应模型，进而解释勘探区的煤层气储层参数特征。

1 区域地质构造特征和波组特征1.1 地壳板块运动过程寒武纪至中奥陶纪，本区地壳稳定沉降，在古老结晶基底上形成了浅海相碳酸盐岩为主的沉积，上古生界地层是主要含煤地层，该区属于华北石炭二叠纪煤田。

加里东地壳运动，使得华北断块上升，全区遭受长期剥蚀。

古生界分布于本勘探区北部及西部，因缺失寒武系地层而呈角度不整合于下伏地层，与太古界、元古界地层构成煤盆基底。

石炭纪，本区地壳再次沉降，沉积了石炭二叠纪海陆交互相含煤地层；中生界出露于勘探区以南，整合接触于下伏地层，印支运动使本区整体抬升，广泛遭受剥蚀。

勉略—阿尼玛卿构造带的形成演化与动力学特征一、本文概述《勉略—阿尼玛卿构造带的形成演化与动力学特征》这篇文章旨在深入探索和研究勉略—阿尼玛卿构造带的形成过程、演化历程以及其动力学特征。

勉略—阿尼玛卿构造带位于中国西部，是青藏高原东北缘的一条重要构造带，其独特的地理位置和地质背景使其成为地质学研究的热点区域。

文章首先概述了勉略—阿尼玛卿构造带的基本地质背景和前人研究概况，为后续的深入研究提供了基础。

接着，文章通过详细的地质调查、岩石学分析、地球化学研究以及构造解析等手段，对该构造带的形成演化过程进行了系统的梳理和阐述。

文章重点讨论了构造带的形成时代、构造样式、变形机制以及岩浆活动等方面的问题，揭示了其复杂的地质演化历程。

文章还深入探讨了勉略—阿尼玛卿构造带的动力学特征，包括地壳缩短、块体运动、应力场演化等方面。

通过对构造带内部岩石的变形特征、岩浆岩的成因和演化以及区域应力场的分析，文章揭示了该构造带在不同地质时期的动力学响应和演化机制。

文章总结了勉略—阿尼玛卿构造带的形成演化规律和动力学特征，对于理解青藏高原东北缘的地质构造格局和演化历史具有重要的科学意义。

本文的研究成果也为后续的地质学研究提供了有益的参考和启示。

二、区域地质背景勉略—阿尼玛卿构造带位于中国中西部，是一条重要的构造带，其形成与演化历史复杂，涉及多个地质时期和动力学过程。

该构造带地处秦岭造山带与昆仑造山带的交汇部位，地理位置独特，是连接华北板块与华南板块、以及印度板块与欧亚板块的关键地带。

在地质年代上，勉略—阿尼玛卿构造带经历了多期次的构造运动。

早古生代时期，该区域处于洋陆转换的关键阶段，经历了洋壳俯冲、弧后盆地扩张等过程。

随后，在中生代，随着特提斯洋的闭合，构造带经历了强烈的陆陆碰撞和造山作用，形成了复杂的褶皱和断裂系统。

新生代以来，印度板块与欧亚板块的碰撞对该区域产生了深远的影响，导致了构造带的进一步活动和变形。

在岩石组成上，勉略—阿尼玛卿构造带主要由变质岩、火成岩和沉积岩组成。

第４４卷　第２期２０２２年４月地　震　地　质ＳＥＩＳＭＯＬＯＧＹＡＮＤＧＥＯＬＯＧＹＶｏｌ．４４，Ｎｏ．２Ａｐｒ．，２０２２ｄｏｉ：１０．３９６９／ｊ．ｉｓｓｎ．０２５３－４９６７．２０２２．０２．００７王亮，焦明若，钱蕊，等．２０２２．利用双差地震成像方法反演辽南地区地壳速度结构［Ｊ］．地震地质，４４（２）：３７８—３９４．ＷＡＮＧＬｉａｎｇ，ＪＩＡＯＭｉｎｇ ｒｕｏ，ＱＩＡＮＲｕｉ，ｅｔａｌ．２０２２．ＣｒｕｓｔａｌｖｅｌｏｃｉｔｙｓｔｒｕｃｔｕｒｅｂｅｎｅａｔｈｔｈｅｓｏｕｔｈｅｒｎＬｉａｏｎｉｎｇＰｒｏｖｉｎｃｅｄｅｒｉｖｅｄｆｒｏｍｄｏｕｂｌｅｄｉｆｆｅｒｅｎｃｅｔｏｍｏｇｒａｐｈｙ［Ｊ］．ＳｅｉｓｍｏｌｏｇｙａｎｄＧｅｏｌｏｇｙ，４４（２）：３７８—３９４．利用双差地震成像方法反演辽南地区地壳速度结构王　亮　焦明若 钱　蕊　张　博　杨士超　邵媛媛（辽宁省地震局，沈阳　１１００４３）摘　要 文中利用辽宁地区“十五”改造前后共６７个区域地震台记录的１９７５年８月—２０１７年１２月期间的地震震相观测报告，通过双差地震成像的方法，采用ｔｏｍｏＤＤ软件对辽南地区进行了地震重新定位及速度结构反演。

通过计算得到了辽南地区记录大部分地震的重新定位结果和４ｋｍ、１３ｋｍ、２４ｋｍ、３３ｋｍ几个深度上较好的Ｐ波速度结果。

重新定位结果显示，海城余震区和盖州震群活动区域作为辽南地区主要的地震活动区域，其地震活动具有明显的ＮＷ向展布特征。

Ｐ波层析成像结果则反映了辽南地区浅部速度结构与地质构造较为一致的特点。

海城余震区所处的海城河断裂在浅层存在高速体，在４～１２ｋｍ深度存在低速体，且低速体向Ｅ不断加深侵入。

金州断裂不同分段的端部存在高速体，其断裂端部的盖州震群发生在高速体区域，推测盖州震群的活动可能是在应力积累的条件下受到液体侵入而使岩石的含水饱和率上升所致。

关键词 双差地震成像　重新定位　速度结构　海城余震区　盖州震群中图分类号：Ｐ３１５ ２文献标识码：Ａ文章编号：０２５３－４９６７（２０２２）０２－０３７８－１７〔收稿日期〕　２０２１－０１－２７收稿，２０２１－０６－０１改回。